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Manvendra Singh

• Indian Ocean came into existence with the breakup of Gondwana in the Mesozoic era. The presence of complex aseismic ridges and plateaus in the Indian Ocean makes it the least-understood of all the oceans. Mascarene Plateau, apart from Central Indian Ridge (CIR) running north-south between 2◦N and 25◦S in the Indian Ocean, is one such complex feature in the Indian Ocean that consists of Seychelles microcontinent in the north and the volcanic islands of Mauritius, La Réunion and Rodrigues in the south. Most of the previous seismological studies on the islands of Mauritius, Rodrigues and Seychelles are restricted as each of them has only one operational permanent station. In the current study, I present the results obtained from the investigations of the seismological data obtained from the deployment of temporary seismic network on Mauritius (November, 2012–August, 2014) and Seychelles (March, 2013–March, 2015) under Réunion Hotspot and Upper Mantle–Réunions Unterer Mantel (RHUM–RUM) project and later in Rodrigues (September, 2014–June, 2016) under a collaborative project between Goethe-Universität, Frankfurt, Germany and Mauritius Oceanography Institute (MOI), Mauritius. Additional data from the permanent stations were also used in this study. The investigations and results are presented under three themes, namely: (1) crustal structure beneath Mauritius, (2) upper mantle anisotropy below Mauritius, Rodrigues and Seychelles and (3) intraplate seismicity in the Rodrigues–CIR region. Upper mantle anisotropy in south-west Indian Ocean region are very limited, especially from the islands of Mauritius and Rodrigues. With the new data from the seismic stations deployed in Mauritius and Seychelles, under RHUM–RUM, and permanent stations in Rodrigues, I constrain the upper mantle flow pattern beneath these islands. From the joint-splitting analysis, I obtain fast-polarisation direction (φ) dominant in N80◦E and delay time (δt) of ≈0.85 s for Mauritius and φ tending east–west in Rodrigues with δt of ≈1.1 s. Parabolic asthenospheric flow model explains the orientation of the fast-polarisation direction beneath Mauritius, whereas deep mantle circulation patterns best explain the horizontal alignment of the fast-polarisation direction in Rodrigues. From Seychelles data, the results show φ trending NE and δt ≈0.74 s, even for the island close to Amirante Ridge, suggesting an asthenospheric deformation induced by relative motion between the plate and the deep mantle flow. It has recently been suggested that the volcanic island of Mauritius may be underlain by a remnant of continental origin termed “Mauritia.” To constrain the crustal thickness beneathMauritius, I analysed data from 11 land stations, 10 of which were deployed recently under the RHUM–RUM project. From the recordings, I obtained 382 P-receiver functions. On the obtained receiver functions, I applied the H–κ stacking technique and derived the crustal thickness of ≈10–15 km. I observe a considerable variation in the VP/VS ratio caused by a lack of clear multiples. Using forward modelling of receiver functions, I show that the lack of clear multiples can be explained by a transitional Moho, where the velocity increases gradually. The modelling further indicates that the thickness of this gradient zone is estimated to be ≈10 km. I argue that my findings suggest oceanic crust thickened by crustal underplating due to the mantle plume currently located beneath La Réunion. Seismicity around Rodrigues Island is generally associated with events recorded by the global networks along the CIR. Using seismological array techniques on the data collected by the temporary deployment of seismic array on Rodrigues Island for a period of 22 months (September, 2014–June 2016), 62 new events were located, which were not reported by any global network. Determination of backazimuth and apparent velocity were performed by applying array methods in the time-domain instead of the more conventional frequency-domain analysis. Event distances were calculated using a 1-D velocity model and the measured travel-time differences between S- and P-wave arrivals. Local magnitudes of the events were obtained by removing the velocity response from the seismographs and then convolving with Wood–Anderson transfer function to obtain ground motion in nanometers. Most of the newly-detected events are located off the ridge axis and can be classified as intraplate events. Three different seismic clusters were observed around the island. Most of the events were localised in the north-east of Rodrigues at a distance of ≈138 km from the reference station. A distinguishable swarm of earthquakes was observed on the west of the spreading segment from March to April 2015. The local magnitudes (ML) of the events varied between 1.6 and 3.7.
• Das Auseinanderbrechen Gondwanas im Mesozoikum führte unter anderem zur Entstehung des Indischen Ozeans (McKenzie and Sclater, 1971; Norton and Sclater, 1979). Dem folgte der Bruch zwischen Madagaskar und Indien in der späten Kreidezeit sowie die Neugestaltung des nordwestlichen Teils des Indischen Ozeans im Paläozän. Letzteres ereignete sich infolge des Driftens der Indischen Platte weg von den Seychellen, ihrer Kollision mit Asien sowie der Entstehung des Zentralindischen Rückens (CIR) (Norton and Sclater, 1979). Das Auseinanderbrechen der Seychellen und Indien ist vermutlich das Ergebnis der Eruption des Réunion-Hotspot (Courtillot and Renne, 2003; Collier et al., 2009), der gegenwärtig unter der Insel Réunion liegt. Der Réunion-Hotspot gilt als einer der aktivsten Hotspots weltweit (Hanyu et al., 2001). Die Dekkan-Trapps in Indien, die zu den größten Flutbasalt-Provinzen gehören, sind vermutlich infolge der Aktivität des Réunion-Hotspots vor etwa 65 Mio. Jahren entstanden (Morgan, 1981; Duncan and Hargraves, 1990). Der Indische Ozean ist bekannt für seine komplexen aseismischen Rücken und Plateaus. Das Maskarenen-Plateau ist solch eine Besonderheit im Indischen Ozean. Das Plateau ist etwa 2300 km lang sowie 100 bis 400 km breit und umfasst unterseeische Banks, vulkanische Inseln sowie andere Eilande (Fisher et al., 1967). Der nördliche Teil des Maskarenen-Plateaus besteht aus dem Seychellen-Archipel, der Saya de Malha Bank, der Nazarethbank und dem Saint-Brandon-Archipel. Mauritius, La Réunion und Rodrigues bilden den südlichen Teil des Maskarenen-Plateaus. Saya de Malha und andere Banks entlang Mauritius and La Réunion sind vermutlich infolge der Aktivität des Réunion Hotspots entstanden, wohingegen die Seychellen bekanntlich einen Mikrokontinent innerhalb des Indischen Ozeans darstellen (Shor and Pollard, 1963). Der Zentralindische Rücken verläuft Nord–Süd von etwa 2◦N bis zur Rodrigues Triple Junction (RTJ) bei 25◦S (Krishna, 1996). Er kann in zwei Abschnitte unterteilt werden: Der nördliche Teil des Zentralindischen Rückens weist eine Spreizungsrate von ca. 3,6 cm/Jahr auf, der südliche Teil dagegen eine Spreizungsrate von 5 cm/Jahr (McKenzie and Sclater, 1971; Raju et al., 1997). Dyment et al. (1999) berichten, dass der Zentralindische Rücken morphologische und geophysikalische Hinweise auf einen relativ heißen Mantel zeigen und zwar in der Nähe des Rodrigues-Rückens sowie zwischen der Marie-Celeste- und der Egeria-Bruchzone (18–20◦S). Geochemische Analysen des Zentralindischen Rückens deuten auf einen Verbindung zum Réunion Hotspot hin aufgrund von Proben Mittelozeanischer Rücken-Basalte (MORB), die entlang eines schmalen Korridors in Kontakt mit Hotspot-Material geraten sind (Dyment et al., 1999). Mauritius liegt im Südwesten des Indischen Ozean (20◦20’S, 57◦30’E), etwa 850 km westlich des Zentralindischen Rückens. Die Entstehung von Mauritius ist vermutlich das Ergebnis von Hotspot-Vulkanismus. Die bedeutendsten Phasen vulkanischer Aktivität, die zur Bildung der Insel führten, ereigneten sich zwischen 10 und 0,17 Mio. Jahren (McDougall and Chamalaun, 1969). Die drei Phasen von ausgeprägtem Vulkanismus können wie folgt gekennzeichnet werden: Eine ältere Phase (schildbildend), eine intermediäre Phase (post-schildbildend) sowie eine jüngere Phase (post-erosiv oder reaktiviert) (Baxter, 1975, 1976; Simpson, 1951; Sheth et al., 2003). Unter Verwendung von K–Ar-Datierungen konnten McDougall and Chamalaun (1969) sowie Nohda et al. (2005) die Zeiträume von 7,8–5,5 Mio. Jahren, 3,5–1,9 Mio. Jahren und 0,70–0,03 Mio. Jahren entsprechend den älteren, intermediären und jüngeren Serien zuordnen. Eine relativ ruhige Periode wurde zwischen 5 und 3,5 Mio. Jahren festgestellt (Baxter, 1976). Das zentrale Plateau der Insel ist umgeben von Gebirgsketten and Berggipfeln mit Höhen von bis zu 828m (Proag, 1995). Die letzte vulkanische Eruption auf der Insel datiert auf etwa 25.000 Jahre zurück (Proag, 1995; Saddul et al., 2002). Die Insel Rodrigues bildete sich am östlichen Rand dieses Rückens (19◦42’S und 63◦25’E), etwa 650 km östlich von Mauritius. Sie umfasst differenzierte Serien von Alkali-Olivinbasalten, die auf ein Alter von 1.5 Mio. Jahren datiert worden sind (McDougall et al., 1965; Baxter et al., 1985). Der in Ostwestrichtung verlaufende Rodrigues-Rücken wurde zwischen 8 und 10 Mio. Jahren geformt (Saddul et al., 2002; Dyment et al., 2007). Die genommenen Proben entlang des Rückens deuten darauf hin, dass er aus basaltischem Gestein besteht (Dyment et al., 2001). Auf der Grundlage von 40Ar–39Ar Datierungen der Basalte vom westlichen Teil des Rückens konnten Alter von 8–10 Mio. Jahren bestimmt werden (Duncan and Hargraves, 1990), die auf ein schnelle Bildung dieses Teils des Rücken hindeuten angesichts dessen, dass kein Altersverlaufs erkennbar ist. Die in Ostwestrichtung verlaufenden Magi- und Gasitao-Rücken verlängern den Rodrigues-Rücken bis hin zur Achse des Zentralindischen Rückens (Dyment et al., 1999). Der Gasitao-Rücken sowie die drei Magi-Rücken weisen auf einen sich ostwärts ausdehnenden “Hotspot-Kanal” hin, der den Réunion Hotspot mit dem ostwärts wandernden Zentralindischen Rücken verbindet (Dyment et al., 2007). Diese Formationen könnten auch infolge von Spannungsrissen entstanden sein, welche zum Auftreten von Schmelzen geführt haben ausgehend vom Hotspot innerhalb des Mantels (Dyment et al., 2007). Der Gasitao-Rücken hat sich vermutlich vor etwa 0,4 Mio. Jahren gebildet. Im westlichen Teil des Indischen Ozeans gelegen, stellen die Seychellen eines der besten Beispiele für Mikrokontinente innerhalb der Weltmeere dar (Matthews and Davies, 1966; Wegener, 1966). Die Inselgruppe der Seychellen umfasst 115 Inseln, von denen 41 um Mahé and Praslin gelegen, eine granitische Zusammensetzung besitzen (Hammond et al., 2013). Die grauen Granite von Mahé sowie die pinken auf Praslin zeigen die zwei Phasen ihrer Entwicklung, wobei erstere die älteren sind. Die 61–67 Mio. Jahre alten alkalischen Vulkankomplexe (Dickin et al., 1986; Ganerød et al., 2011) von Silhouette und der Île du Nord stehen vermutlich in Verbindung zu den Dekkan-Trapps, als die Seychellen noch in direkter Nachbarschaft zu Indien lagen (Collier et al., 2009). Die mittlere krustenmächtigkeit unter den kontinentalen Seychellen wurde auf etwa 32 km geschätzt. Weiter in Richtung Süden nimmt die krustenmächtigkeit auf bis zu 19 km ab unterhalb des Korallenatolls von Coetivy (Hammond et al., 2013). RHUM–RUM ist ein französisch-deutsches seismisches Experiment, das zum Ziel hat, den Mantel plume unter dem Réunion Hotspot zu kartieren (Barruol and Sigloch, 2013). Als Teil dieses Projektes wurden im Jahr 2012 insgesamt 57 Ozeanbodenseismometer (OBSs) installiert innerhalb eines Gebietes von 2000 km×2000 km um die Insel La Réunion herum. Die OBSs wurden 2013 wieder geborgen. Zusätzlich zu den OBSs wurden seismische Landstationen in der Straße von Mosambik, auf Madakaskar, den Seychellen, Mauritius und auf La Réunion installiert (www.rhumrum.net). In dieser Doktorarbeit verwende ich die Daten von 11 Stationen mit Breitband-Sensoren, welche auf der Insel Mauritius für einen Zeitraum von 21 Monaten zum Einsatz kamen (November 2012–Juli 2014). Auf Mauritius wurden Guralp CMG-3T Breitband-Seismometer mit einem Earth-Data Datenlogger (EDLs) und einer Samplingrate von 100 Hz verwendet. Auf den Seychellen wurden 5 Stationen eingesetzt unter Verwendung von Trillium 120PA Sensoren und EDLs mit einer Samplingrate von 100 Hz. Die Einsatzdauer jeder Station ist recht variabel aufgrund des schwierigen Zugangs zu den Stationen. In einer Entfernung von etwa 250 km zum aktiven Zentralindischen Rücken ist die Seismizität um Rodrigues herum durch Events charakterisiert, die sich innerhalb dieses Rückensystems ereignet haben. Die größten Magnituden von 6,3 und 6,7 sind im August 2010 bzw. Juli 2012 registriert worden. Um die seismische Aktivität um die Insel Rodrigues herum zu bestimmen, wurde 2014 ein gemeinsames Projekt zwischen der Goethe-Universität Frankfurt/M und dem Mauritischen Ozeanografischen Institut (MOI) begonnen. Das Ziel war, ein dichtes Array seismischer Stationen auf der Insel Rodrigues zu errichten, sowie Arraymethoden zu verwenden zur detaillierten Erfassung und Analyse der Seismizität in der Region. Die Dauer des Einsatzes betrug 22 Monate (September 2014–Juni 2016). Jede Station bestand aus einem MARK L-4C-3D Geofon und einem Omnirecs DATA-CUBE Datenlogger mit einer Samplingrate von 100 Hz. In dieser Doktorarbeit präsentiere ich die Ergebnisse dreier unterschiedlicher Studien, die auf den Inseln Mauritius, Rodrigues und den Seychellen durchgeführt wurden. Die Analyse von Scherwellen-Splitting (Kapitel 2) erfolgt anhand von neu gewonnenen Daten, welche durch die 11 temporären Stationen auf Mauritius sowie durch weitere fünf Stationen auf den Seychellen im Rahmen des RHUM–RUM Projektes aufgezeichnet wurden. Zusätzlich wurden die Daten der Permanentstationen MRIV auf Mauritius sowie RODM und ROCAM auf Rodrigues genutzt. Alle Phasen, die als gut, durchschnittlich und null bei der Einzelphasen-Splitting Analyse einer Station kategorisiert worden sind, werden für eine gemeinsame Multi-Phasen-Splitting Analyse verwendet. Dieses Verfahren erlaubt es, infolge der signifikanten Rauschreduzierung bessere Ergebnisse von einer Station zu erzielen. Die gewonnenen Ergebnisse werden mit bereits veröffentlichten Scherwellen-Splittingergebnissen verglichen, welche aus der gleichen Region stammen (Hammond et al., 2005; Barruol and Fontaine, 2013). Eine mögliche Erklärung für abweichende Resultate im Vergleich zu den früher publizierten Ergebnissen wird am Ende von Kapitel 2 gegeben. Die Ergebnisse der Scherwellen-Splitting-Analysen wurden unter der Anwendung von SplitRacer (Reiss and Rümpker, 2017) erzielt. Unter der Verwendung des Datensatzes von Mauritius werden Receiver-Function-Analysen zur Bestimmung der Struktur der Kruste unter Mauritius (Kapitel 3) durchgeführt. Um die krustenmächtigkeit unter den seismischen Stationen abzuleiten, werden P-Receiver-Functions und die H–κ Stapelungsmethode (Zhu and Kanamori, 2000) verwendet. Des Weiteren erläutere ich, warum die Ergebnisse eine verdickte ozeanische Kruste infolge magmatischem Underplating favorisieren, anstatt eines präkambrischen Mikrokontinents “Mauritia” unter Mauritius, welcher Gegenstand lang anhaltender Diskussionen ist (Torsvik et al., 2013; Ashwal et al., 2017). Die Beschaffenheit der Moho-Diskontinuität sowie der Übergang von der Kruste zum Mantel wird am Ende des Kapitels dargelegt. Die Ergebnisse der Untersuchungen wurden bereits veröffentlicht (Singh et al., 2016). Aufgrund dessen, dass Array-Verfahren bessere Signal-Rausch-Verhältnisse sowie Richtungsinformationen über die seismischen Events liefern, verwende ich die Methode zur Detektierung und Lokalisierung der Erdbeben in der Rodrigues–CIR-Region (Kapitel 4). Im Verlauf der Untersuchungen konnten 62 bisher nicht registrierte Erdbeben in der Rodrigues–CIR-Region lokalisiert werden. Über diese 62 Erdbeben ist weder durch globale Netzwerke noch in Erdbebenkatalogen berichtet worden. Die meisten dieser Events ereigneten sich abseits der Rückenachse und können als Intraplattenbeben klassifiziert werden. Iür die Array-Analyse verwendete ich einen neuen Code, der an der Goethe-Universität entwickelt wurde. Anstatt der eher konventionellen Methode die Array-Analyse im Frequenzbereich durchzuführen, erfolgt die Bestimmung des Backazimuths im Zeitbereich. Für diese Studie wurden alle Daten des temporären Arrays genutzt, das auf Rodrigues zum Einsatz kam. Abschnitt 4.4 von Kapitel 4 beschreibt die komplette Prozedur, welche zur Detektierung und Lokalisierung der Erdbeben verwendet wurde. Die Dissertation endet mit einem Kapitel, in dem die Schlussfolgerungen und ein Ausblick auf die möglichen zukünftigen Studien zusammengefasst werden.